Procesos geológicos internos

Los procesos geológicos internos son aquellos acontecimientos que, aunque tengan una manifestación externa, se originan por mecanismos ubicados bajo la corteza terrestre. Su dinamismo no es tan evidente como otros agentes y el rango de edad en el que se desarrollan se cuantifica en millones de años. Por tanto, las causas de estos procesos no son observables, aunque sus consecuencias son evidentes en muchos casos.

La extensión de terreno sobre la que tiene influencia un agente geológico interno es mucho más relevante. Mientras el viento de levante afecta a una parte de la costa (agente externo) el movimiento de la tectónica de placas (agente interno) afecta a las litologías de toda la península. Por consiguiente, son responsables de una elevada proporción de la configuración del relieve.

La fuente de energía que mueve los procesos geológicos internos procede del calor intrínseco de la Tierra a causa de la desintegración de los elementos radiactivos y su disipación hacia las capas superficiales de la geosfera. En términos generales, se podría decir que los agentes geológicos internos forman las litologías, así como su estructura y disposición. Mientras, los intermediarios geológicos externos se concentran en pulir las rocas mediante su meteorización y erosión, incluyendo el proceso de sedimentación y la diagénesis. A continuación, se detallan las peculiaridades más relevantes de estos procesos.

Los orógenos son las estructuras comúnmente conocidas como cordilleras montañosas. Estos reflejan los procesos de deformación acontecidos durante las diferentes etapas geológicas como consecuencia de la interacción de las placas tectónicas. Por tanto, la orogénesis es un proceso que afecta a grandes superficies de terreno al tiempo que condiciona el reparto de los agentes geológicos externos. Además, la orogenia incluye una secuencia de eventos con un impacto planetario que puede acarrear otros agentes geológicos internos.

A raíz de eso, se ubican en zonas geológicamente activas de márgenes convergentes con diferente origen y sometidas a esfuerzos tectónicos severos. Según cómo se formen estos orógenos podemos resaltar distintos tipos:

• Orógenos de subducción: cadenas montañosas que se originan en el margen convergente entre dos placas tectónicas, donde una se introduce por debajo de la otra. En estos casos se pueden formar arco islas por el choque de dos placas oceánicas o un orógeno térmico en caso de una placa oceánica con una continental. En el primer caso, se forman fosas profundas por la elevada pendiente de subducción y una intensa actividad volcánica. En el segundo caso, la pendiente es menos pronunciada lo que permite la acumulación de sedimentos en el prisma de acreción. Además, la fricción y la presencia de agua favorecen la formación eventos volcánicos y sísmicos.
• Orógenos de acreción: se forman por adicción de microplacas continentales que chocan y se adhieren a la estructura de un orógeno mayor, aumentando posteriormente su tamaño. Las Montañas Rocosas son un ejemplo de este tipo de formaciones.
• Orógenos de colisión: aquí convergen dos placas tectónicas mixtas cuya parte continental termina chocando cuando la subducción está en un estado avanzado. Como resultado se tienen materiales de la placa oceánica en el corazón del orógeno, lo que tiene implicaciones académicas considerables.
• Orógenos intraplaca: se forman cuando una cuenca sedimentaria sufre compresión a causa de la reinversión tectónica. Este es un fenómeno que ocurre con frecuencia, ya que durante el cambio de sentido de los esfuerzos, los agentes geológicos internos aprovechan las zonas de debilidad (fracturas) por oponer menos resistencia. Un ejemplo de esto sería el Sistema Ibérico (España).

Su origen radica directamente en la producción interna de calor y su evolución afecta a las litologías con las que interacciona. En este sentido, la pérdida de presión puede desestabilizar el equilibrio de la cámara magmática e iniciar la erupción, por lo que la circulación y vesiculación del magma provocará fracturación y terremotos en las litologías circundantes. Aparejada a ella, está el súbito aumento de la temperatura y una serie de factores composicionales que influyen sensiblemente en el entorno.

Por tanto, dependiendo del tipo de vulcanismo del que se trate tendrá un impacto u otro en el relieve, creando una nueva disposición de elementos tras la erupción. Una vez solidificadas se formarán rocas ígneas volcánicas y plutónicas dependiendo de la naturaleza del evento. Los agentes geológicos internos de este tipo pueden darse en límites divergentes donde se produce el ascenso de materiales mantélicos como dorsales y rift continental. Márgenes convergentes debido a la fricción de las capas durante los procesos de subducción, o zonas intraplaca por la presencia de puntos calientes.

El metamorfismo es un proceso interno centrado en los cambios fisicoquímicos que sufre una roca en respuesta al aumento de la presión, temperatura y presencia de fluidos después del enterramiento. Durante este evento la fusión no se produce, por lo que los minerales varían sus características por medio de la recristalización, reordenación, transformación y aumento de la densidad de sus minerales.

Existen diferentes tipos de metamorfismo dependiendo de la escala o de los factores que se consideren. Así, un metamorfismo regional implica un aumento de presión y temperatura con la profundidad, siendo común en orógenos y zonas de subducción. Mientras, un metamorfismo dinámico considera el aumento de presión como factor determinante el perjuicio de la temperatura como ocurre en los planos de fractura. En términos prácticos, separar la diagénesis del metamorfismo es complicado. Por esa razón, recordaremos que el inicio del metamorfismo se marca por la presencia de minerales de formación claramente metamórfica, pudiendo haber situaciones confusas entre medias.

La deformación de las rocas puede deberse a la presión litostática o la acción de los esfuerzos tectónicos. La presión litostática acontece cuando el perfil sedimentario tiene suficiente grosor para provocar deformación en las rocas que están por debajo, siendo igual en todas direcciones. Al mismo tiempo, la presión de fluidos de las sustancias contenidas en los poros de la roca también se estudia dentro de este grupo.

En cambio, los esfuerzos tectónicos poseen una dirección preferente de deformación, originando estructuras del tipo cizalla, compresiva, torsión y/o distensión. Según los esfuerzos y la resistencia de la roca a estos, se producirá deformación elástica, dúctil o frágil. En todos los supuestos anteriores, tanto el tiempo como la temperatura tienen un papel relevante. Entre las estructuras de deformación típicas destacan:

• Pliegues: es la morfología resultante de una litología que experimenta deformación plástica o dúctil. Afectan en su mayoría a rocas sedimentarias donde es fácil ver la deformación debido a la estratificación. Dentro de los pliegues pueden diferenciarse anticlinales, si tienen la unidad más antigua en su núcleo o sinclinales si es la más moderna. También pueden clasificarse por su orientación y simetría.
• Fracturas: corresponde a la deformación frágil de la roca y se dividen en diaclasas y fallas. Las diaclasas son grietas donde no existe un desplazamiento entre bloques, pudiendo originarse por desecación, descompresión y/o compresión. Las fallas implican un desplazamiento de los bloques con respecto al plano de falla, dándose a raíz de fuerzas compresivas, distensivas y laterales. La liberación de la energía debido al movimiento de las fallas son las principales causas de los sismos, los cuales, se consideran agentes geológicos internos. Los cabalgamientos también se incluyen en este grupo al ser fallas inversas de escaso buzamiento.

Ahora que ya conoces con más profundidad los procesos geológicos internos, también te puede interesar este artículo sobre Qué es la estratigrafía.

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